la sorprendente fuerza del agua: los tsunamis juan v

408

Este artículo ha aparecido publicado en el Anuario del Observatorio Astro-nómico de Madrid para el año 2015.

409

LA SORPRENDENTE FUERZA DEL AGUA:LOS TSUNAMIS

Juan V. Cantavella NadalRed Sísmica Nacional

Instituto Geográfico Nacional - Ministerio de Fomento

Introducción

Todo parecía estar en calma en el inmenso océano hasta que los tsu-namis se hicieron tristemente populares. En los últimos años se han da-do casos extraordinarios. ¿Quién no recuerda la crisis nuclear generada enFukushima (Japón) tras el terremoto y tsunami del año 2011 en Japón oel gran maremoto que asoló Indonesia en 2004? En este artículo se intentaresponder a algunas de las preguntas que surgen después de conocer es-tos hechos. Pero a su vez, también pretende provocar que aparezcan otrasmuchas, animando a que el lector siga indagando en la materia.

Comenzaremos explicando en qué consisten para, a continuación, hablarde sus características a partir de distintos ejemplos reales. No será ni muchomenos una lista exhaustiva de los tsunamis ocurridos en el mundo, nisiquiera de los más importantes, sino tan solo una muestra de distintosaspectos o curiosidades para que el lector pueda conocer mejor el fenómenoy sacar sus propias conclusiones. Finalmente, se hace una revisión de lostsunamis que han afectado a las costas españolas, ya que nuestro país noestá exento de este peligro. En España han ocurrido tsunamis importantes,aunque afortunadamente, han sido poco frecuentes.

¿Qué son?

La palabra tsunami1 viene del japonés y significa “ola de puerto”. Estetérmino alude a una serie de olas causadas por el desplazamiento de un

1El término español “maremoto” que según la Real Academia es la “agitación violenta delas aguas del mar a consecuencia de una sacudida del fondo, que a veces se propaga hasta lascostas dando lugar a inundaciones” puede aludir al mismo concepto. Sin embargo el términotsunami es más general, tanto en el origen de la ola (sacudida del fondo, volcán, deslizamientode tierra, caída de asteroide,...) como en el medio donde se propaga (mar, lago, embalse,...).

410 Juan V. Cantavella Nadal

gran volumen de agua, generalmente en el océano o un gran lago. Estasolas pueden generarse por multitud de fenómenos como son los terremotos,erupciones volcánicas, deslizamientos del terreno, ruptura de glaciares encontacto con el agua, impacto de meteoritos, explosiones submarinas oincluso cuando la presión atmosférica cambia rápidamente. A diferenciade las olas marinas que acostumbramos a ver, generadas por el viento yproducidas en la superficie del agua, en las olas de tsunami se produceel movimiento de toda una columna de agua, desde la superficie hastael fondo, y en una extensión horizontal mucho más grande. Por tanto,transportan muchísima más energía que las olas generadas por el viento,puesto que el volumen de agua desplazado es considerablemente mayor.

Física de los tsunamis

En la figura 1 podemos ver un ejemplo esquemático de la generaciónde un tsunami a consecuencia de un terremoto. En el dibujo 1b se muestraun gran sismo que ocurre a poca profundidad, bajo el fondo oceánico, pro-duciendo una deformación vertical del terreno. Esta deformación genera, asu vez, el desplazamiento en esa dirección de la columna de agua situadasobre el terreno deformado. En el siguiente dibujo 1c se observa cómo esemovimiento vertical de la columna de agua se propaga como una onda deforma horizontal. Por último, en el esquema 1d se muestra el efecto queproduce la disminución de la profundidad del fondo oceánico. La distan-cia entre las crestas de las olas disminuye y la altura de la ola aumentaconsiderablemente, inundando zonas próximas a la costa.

Un terremoto con las características mencionadas en el párrafo anterior(gran magnitud, bajo el agua2, a poca profundidad, y que produzca unaimportante deformación vertical en el fondo oceánico), puede llegar a ge-nerar un ascenso del agua en torno a un metro de amplitud en un círculode cientos de kilómetros de radio. De la misma manera que provocamosuna perturbación en las aguas tranquilas de un lago al tirar una piedra,la ola inicial de un tsunami se propagará horizontalmente. Sin embargo,a diferencia de las pequeñas olas que generaríamos en el lago, las olasproducidas por un terremoto tienen una longitud de onda (distancia entrelas crestas de dos olas consecutivas) de unos 500 kilómetros y un periodo(tiempo entre dos olas consecutivas) del orden de una hora. Estas grandeslongitudes de onda y periodos, las hacen imperceptibles en alta mar porlos barcos y las engloban dentro del grupo de “olas en aguas someras”. Sinembargo, las olas generadas por el viento, con longitudes de onda de unos100 metros y periodos de unos 10 segundos, pertenecen al tipo de “olas en

2Un terremoto con epicentro en tierra pero a pocos kilómetros de la costa, también puedegenerar un tsunami, siempre que produzca un desplazamiento vertical importante del fondomarino.

La sorprendente fuerza del agua: los tsunamis 411

aguas profundas”3.Dado que la pérdida de energía de una ola es inversamente proporcional

a su longitud de onda, las olas de tsunami pierden muy poca energía en supropagación y por lo tanto pueden atravesar océanos y afectar a zonas deotros continentes.

Figura 1: Esquema de la generación de un tsunami por un terremotoen una zona de subducción, a) representación de los movimientosconvergentes de las dos placas tectónicas, b) ocurrencia de un terre-moto en la zona intraplaca acompañado de la deformación verticaldel terreno de la columna de agua, c) propagación horizontal en elmar de la perturbación inicial, d) llegada de la ola de tsunami a lacosta.

3Se denominan “olas en aguas profundas” a aquellas en las que la profundidad es al menosel doble que la longitud de onda y “olas en aguas someras” a aquellas en las que la longitudde onda es mucho mayor que la profundidad.


Para las olas en aguas someras, como las de los tsunamis, la velocidad depropagación horizontal depende únicamente de la profundidad del fondooceánico, siendo proporcional a este valor4. Cuanto más profundas sonlas aguas, más rápido van estas olas. Por ejemplo, en alta mar, dondela profundidad puede ser de unos cuatro kilómetros, se propagan a unavelocidad de unos 700 kilómetros por hora. Sin embargo, cuando estasolas se acercan a la costa la profundidad disminuye, y por lo tanto, tambiénla velocidad. Lo que ocurre en el momento de aproximación de la primerade las olas a la costa es que esta se va frenando, reduciéndose la distanciahasta la siguiente ola. Por otro lado, la disminución de la velocidad se vecompensada con el aumento de la altura de la ola. De este modo las olas queen alta mar tienen amplitudes de un metro, pueden llegar a tener amplitudesde veinte metros cerca de la orilla.

Finalmente, al llegar la ola a la costa, el agua continúa su avance congran fuerza por las zonas secas. Normalmente estas olas se observan enla costa como una marea que evoluciona rápidamente, pudiendo repetirseeste fenómeno varias veces. Se llama altura de la inundación o “run-up” ala máxima altura sobre el nivel medio del mar que alcanza el agua. Si laparte de la primera ola que llega a la costa no es la cresta sino el “valle”,entonces se observará que las aguas se retraen, dejando al descubierto zonasnormalmente inundadas y a continuación, el avance del agua tierra a dentro.

Terremotos y deslizamientos: la causa más frecuente

El origen más común de un tsunami son los terremotos y los lugaresdonde más terremotos se producen son las zonas de subducción. Estas zo-nas son límites convergentes de placas tectónicas, donde la placa más den-sa se introduce bajo la menos densa. La intersección de estos límites deplacas con la superficie terrestre ocurre bajo el mar, en las llamadas fosasoceánicas, allá donde el fondo marino presenta las mayores profundida-des del planeta. En esta región interplaca, cerca de las fosas oceánicas, esdonde con mayor frecuencia se dan los terremotos con las característicasnecesarias para generar un tsunami: situados bajo el agua, con una magni-tud elevada -en general mayor de 7,5-, a poca profundidad -normalmentemenor de unos 30 kilómetros-, y con movimiento hacia arriba o hacia aba-jo. Estas zonas de subducción (figura 2) son principalmente el cinturónde fuego del Pacífico (afectando a las costa pacífica de todo Sudaméricay Centroamérica, México, parte de los Estados Unidos y de Canadá, lasIslas Aleutianas y costa pacífica de Rusia, norte de Japón, Papúa NuevaGuinea y Nueva Zelanda) y las existentes en la costa índica de Indonesia,costa pacífica de Filipinas, Taiwán y sur de Japón, sureste del Caribe, yMediterráneo (afectando principalmente a Italia, Grecia y Turquía).

4La velocidad de propagación de las olas de tsunami es igual a la raíz cuadrada de laaceleración de la gravedad multiplicada por la profundidad del fondo oceánico.


Figura 2: Mapa con las zonas de subducción.


Sin embargo, como ya hemos mencionado anteriormente, los terremo-tos no son el único origen de los tsunamis. Dentro de las causas más fre-cuentes, los deslizamientos de tierra ocupan el segundo lugar, aunque hayque decir que muchas veces estos deslizamientos son provocados por unterremoto. Los corrimientos de tierra que generan tsunamis pueden consis-tir en una parte de terreno emergido que se desploma dentro del agua o sertotalmente submarinos. En cualquier caso, al igual que con los terremotos,el deslizamiento produce en el agua una perturbación vertical de una enor-me masa de agua, de modo que esta perturbación se propaga en direcciónhorizontal llegando a la orilla como una ola de gran energía.

Figura 3: Fotografía por satélite de la ciudad de Lhoknga, en lacosta noroeste de Sumatra, antes (izquierda) y después (derecha) deltsunami del Océano Índico en 2004. El único edificio que se mantuvoen pie fue la mezquita (estructura blanca visible en la parte derechade las dos imágenes). Fuente: Bondevik (2008).


Tsunami del Océano Índico de 2004

Probablemente el tsunami más catastrófico conocido

El 26 de diciembre de 2004 a las 00:58:53 UTC, bajo el mar y cerca dela costa oeste de Sumatra y de las islas de Nicobar y Andamán, tuvo lugar eltercer mayor terremoto nunca registrado por un sismómetro (magnitud 9,1-9,3). Este terremoto ocurrió en un segmento de unos 1 300 km dentro dellímite convergente de las placas Indo-australiana al oeste y Euroasiática5 aleste, de modo que la placa Euroasiática se levantó y desplazó hacia el oesteuna distancia que llegó a alcanzar los 20 metros en algunos puntos. Estosupuso la ascensión hasta 2 metros del fondo marino sobre esta falla. Laperturbación en el agua generada por esta ascensión dio lugar a una seriede olas que se propagaron por todo el Océano Índico y acabó con la vidade más de 280 000 personas, causando una de las catástrofes naturales másmortíferas de toda la historia.

Sabemos que la primera de las olas llegó a Sumatra 25 minutos despuésdel inicio del terremoto y a Tailandia, Sri Lanka y la costa este de la India2 horas después. Por imágenes de radar, obtenidas dos horas después delterremoto es posible saber que la altura máxima de las olas en alta maren ese momento no superó los 80 centímetros. Sin embargo, al llegar a lacosta las olas alcanzaron alturas sobre el nivel del mar de 50 metros enBanda Aceh, 16 metros en las costas tailandesas, 12 metros en Sri Lankay la India o de 9 metros en Somalia, y el agua inundó zonas a más de doskilómetros tierra adentro. En la figura 3 podemos ver un ejemplo de cómoeste tsunami asoló grandes áreas cercanas a la costa.

Propagación del tsunami por todo el planeta

Una de las características más llamativas del tsunami del Océano Índicode 2004 fue su gran alcance. En Sudáfrica se detectó una ola de 1,6metros dieciséis horas después del terremoto; en la Antártida se registraronoscilaciones en el nivel del mar de más de medio metro que duraron almenos tres días y, aunque no se produjeron daños fuera de las costas delOcéano Índico, este se propagó por el Atlántico, Pacífico y Antártico,produciendo tsunamis en zonas tan alejadas como Manzanillo (México),Arica (Chile) o Vancouver (Canadá). En la figura 4 podemos ver un mapacon las amplitudes máximas del tsunami registradas por mareógrafos dedistintas partes del mundo.

5En su extremo denominado placa de Burma.


Figura 4: Altura máxima del tsunami del Océano Índico de 2004medidas por mareógrafos en distintas partes del mundo. La estrellarepresenta el epicentro del terremoto. Fuente: Modificado de Titov etal. (2005).


Una característica a tener en cuenta en la propagación de las olas deun tsunami es que cuando estas viajan a través del océano interaccionancon la orografía del fondo oceánico y con las costas, las cuales reflejan lasolas. De hecho, en zonas lejanas al epicentro, la primera ola no suele serla de mayor amplitud. Por ejemplo, en el norte del Atlántico y el Pacíficola ola de mayor altura llegó desde varias horas hasta un día después de laaparición de la primera ola. Esto se debe a que, para las zonas cercanas,las olas siguen caminos directos desde la fuente, en cambio para las zonaslejanas muchas de ellas llegan después de reflexiones en otras costas oencauzadas dentro del océano por caminos más largos. Del mismo modo,en los lugares próximos al epicentro, la amplitud de las oscilaciones delnivel del mar decrece rápidamente. En cambio, en las zonas distantes, lasoscilaciones se mantienen durante varios días. Por ejemplo, en Timaru, enla costa este de la Isla Sur neozelandesa, se midieron olas de más de mediometro 50 horas después del terremoto.

En este tsunami también se observó una fuerte direccionalidad de lapropagación, prevaleciendo la dirección este-oeste. Por ejemplo, las olasque llegaron a Callao (Perú) 19 000 km al este del epicentro, o a Halifax,en la costa este de Canadá, y que por tanto tuvieron que viajar 24 000 kmhacia el oeste a través del Océano Índico y luego hacia el norte a través detodo el Océano Atlántico, eran más altas que las que llegaron a la isla delCoco, 1 700 km al sur del epicentro.

El investigador Vasily Titov y sus colaboradores, en un trabajo publi-cado en la revista Science en 2005, realizan simulaciones numéricas de lapropagación del tsunami del Océano Índico por todo el planeta llegandoa la conclusión de que existen dos causas que influyen fuertemente en lapropagación del tsunami: (1) en las zonas cercanas al epicentro, el princi-pal factor es la geometría de la falla que genera el terremoto. En este caso,la geometría es lineal en dirección norte-sur y con una extensión de unos1 300 km y las mayores amplitudes se propagaron en la dirección transver-sal a la falla (dirección este-oeste). (2) Sin embargo, en las zonas lejanas,el relieve del fondo marino es el responsable del patrón de propagación. Eneste caso, las dorsales oceánicas6 funcionaron como guía de ondas, mante-niendo en mayor medida la energía de las olas en su propagación por ellas.Las dorsales al suroeste del Índico y la del Atlántico sirvieron de guía deondas para la propagación del tsunami hacia el Océano Atlántico, mien-tras que las dorsales al sureste del Índico, la del Pacífico-Antártico y la delPacífico oriental sirvieron de guía para las olas que se propagaron hacia elPacífico.

6Zonas bajo el mar donde dos placas tectónicas se separan una de la otra. Se presentancomo grandes cordilleras submarinas de geometría lineal con un valle (rift) en su eje longitu-dinal.


¿Un tsunami excepcional en esa región?

La cifra de muertos por este tsunami es particularmente alta puestoque las poblaciones afectadas no habían vivido anteriormente ningún grantsunami. Estos países estaban poco preparados y los habitantes no supieronreconocer las señales que preceden a uno de esta magnitud (figura 5).

En Indonesia existen documentos escritos de los últimos 400 años y enninguno de ellos se habla de la existencia de un tsunami similar al de 2004.En este periodo de tiempo los dos tsunamis más importantes en la mismazona fueron los ocurridos en 1907 y en 1861 por terremotos de magnitudesM7,6 y M8,5 respectivamente7. Sin embargo la gravedad de estos tsunamisfue incomparablemente menor que el de 2004.

Figura 5: Pozo excavado en una zona costera de Tailandia para es-tudiar la existencia de tsunamis en el pasado a partir de la secuen-cia de capas sedimentarias. En este corte se alternan capas de are-na con otras oscuras de suelo con materia orgánica. Fuente: Pági-na web personal de K. Jankaew http://oceanexpert.org/viewMemberRecord.php?&memberID=21950.

No obstante, se han encontrado indicios geológicos de que el últimogran tsunami en esta zona ocurrió hace unos 600-700 años. El agua que

7Más al sur de la zona del tsunami de 2004 ocurrieron los tsunamis de 1797 y de 1833debidos a terremotos de magnitudes M8,0 y M8,3 respectivamente.


llega a la costa debido a un gran tsunami transporta también una gran can-tidad de arena y otros materiales procedentes de los terrenos que inunda.Al retirarse el agua, estos materiales pueden quedar depositados en tram-pas como son las hondonadas entre dos montículos paralelos a la costa quepueden existir en algunos lugares de la misma. Si estas capas de arena devarios centímetros de grosor no son alteradas o eliminadas por causas exter-nas, como pueden ser el viento, el agua o la acción humana, serán cubiertaspor nuevas capas de sedimentos. Estudiando estas series sedimentarias, esposible identificar aquellas capas que son debidas a un tsunami, conocercuándo se depositaron y estimar su magnitud.

De este modo, distintos grupos de investigadores, analizando sedimen-tos en varios puntos de Tailandia y el norte de Sumatra, han conocido laexistencia de nada menos que tres tsunamis de magnitud comparable al de2004. El último de ellos, observado en estos dos lugares simultáneamente,ocurriría en torno al año 1300-1400 (Bondevik, 2008).

Tohoku 2011

Nueva catástrofe debida a un terremoto inesperadamente grande

El 11 de marzo de 2011 a las 14:46 en Japón (5:46 UTC) ocurrió unterremoto de M9,0 en el Océano Pacífico a unos 70 km al este de la costade la región de Tohoku8, donde la placa del Pacífico subduce bajo la placade Ojotsk. El gobierno japonés confirmó 15 887 muertes, 6 150 heridos y2 612 personas desaparecidas así como 127 290 edificios colapsados y másde un millón dañados. La mayor parte de los muertos se dieron en la regiónde Tohoku. En la figura 6 podemos ver un ejemplo de la devastación en unade las poblaciones más afectadas.

Los efectos de este tsunami se han estudiado con gran detalle. Enlos meses siguientes al tsunami distintos grupos en los que participabanmás de 300 investigadores de todo Japón realizaron campañas a lo largode 2 000 km de la costa japonesa, obteniendo datos de más de 5 000emplazamientos. La inundación se produjo en unos 2 000 km de costa yen 290 se midieron alturas de run-up mayores de 20 m. La inundación fuemayor en las llanuras de Sendai llegando a más de cinco kilómetros tierraadentro y la mayor altura de run-up fue de 40 metros en Miyako (Mori etal., 2011).

8Región situada al norte de Honshu, principal isla de Japón.


Figura 6: Imágenes de satélite hechas por Google antes y después deltsunami de Tohoku en Arada, Sendai. a) Fotografía hecha en 2009. b)Fotografía hecha el 26 de Marzo de 2011. Fuente: c© 2011 Google.

El tsunami tardó entre 10 y 30 minutos en llegar a las primeras zonasafectadas. Poco después el PTWC9 alertó a distintos puntos de la poblacióndel Océano Pacifico, y en Rusia se evacuó a 11 000 personas de las IslasKuriles. California y Oregón (Estados Unidos) fueron alcanzadas con olas

9PTWC: Pacific Tsunami Warning Center (Centro de Alerta de Tsunamis del O. Pacífico).


de hasta 2,4 metros y la isla de Vancouver en Canadá con olas de 1metro. El tsunami destruyó algunas casas en Jayapura (Indonesia) y seprodujeron daños en Hawái y en Papúa Nueva Guinea. Se tiene constanciade que una ola de 1,5 metros sumergió el atolón de Midway, cerca delextremo noroccidental del archipiélago de Hawái, matando más de 110 000pájaros que se encontraban anidando. Otros países del sur del Pacíficocomo Tonga o Nueva Zelanda experimentaron olas mayores de lo normal,pero en la mayoría de estos lugares no causó daños importantes. En lascostas pacíficas de México y Sudamérica se observó el tsunami, pero enla mayoría de lugares causó muy poco o ningún daño. Sin embargo, enChile se destruyeron más de doscientas casas debido a olas de más detres metros de altura. En las islas Galápagos, veinte horas después delterremoto, llegaron olas de tres metros y 260 familias tuvieron que recibirasistencia.

Puesto que las fallas que definen la subducción en esta zona están muyfragmentadas, no se esperaba un terremoto de tanta magnitud. Sin embargo,el área de ruptura abarcó unos 450 km por 200 km y fue el mayor terremotonunca registrado en Japón y el quinto más grande del mundo desde laexistencia de los sismómetros modernos. La magnitud de este evento pillópor sorpresa a la comunidad científica, que no esperaba un terremoto tangrande en esta zona. Japón estaba preparado para tsunamis causados porterremotos que pueden ocurrir cada 200-300 años de magnitud 8 pero nopara los causados por terremotos que pueden ocurrir cada 1 000 años demagnitud 9.

Un país preparado para luchar contra los tsunamis

Tanto la comunidad científica como el gobierno de Japón eran conscien-tes de que la probabilidad de ocurrencia de un gran terremoto en la regiónde Tohoku era muy alta. De hecho los antecedentes históricos apoyabanesta idea. El primer tsunami conocido en la zona es el causado por el terre-moto de Jogan en 869 (M>8,3) que provocó más de mil muertes, seguidodel de Keicho-Sanriku en 1611 (M>8,1, más de 5 000 muertes). El terre-moto de Sanriku en 1896 de M8,2-8,5 ocurrió en la misma zona y originóun tsunami con más de veinte mil víctimas (la máxima altura del run-upfue similar a la de 2011 pero el área afectada varias veces menor). En 1933ocurrió otro terremoto de M8,4 muy cerca del de 1896 que causó más de1 500 víctimas. Por otro lado, el tsunami producido por el terremoto deValdivia (Chile) en 1960, de magnitud 9,5, produjo 142 muertes en Japón.

Por todo esto, se estimaba que había un noventa por ciento de proba-bilidades de que un terremoto de M7,5-8,0 ocurriera en la zona en los si-guientes treinta años. Y por ello esta región era una de las más preparadasfrente al riesgo de tsunami, con multitud de medidas para luchar contraellos: barreras en la costa y en el mar, barreras naturales de árboles, edifi-


cios de evacuación vertical, simulacros periódicos, etc. Sin embargo, todasestas medidas fueron insuficientes con el terremoto de 2011, aunque ló-gicamente, muchas de ellas sirvieron para reducir el desastre (Mori et al.,2011).

Anawat Suppasri y su equipo publicaron en 2013 un estudio sobre laeficacia de las medidas existentes en el momento del tsunami:

- En gran parte de la costa de Japón se habían construido rompeolas enel mar para frenar o debilitar las olas antes de que estas llegaran a las zonassecas. Ejemplos de rompeolas son los de la ciudad de Kamaishi (figura 7)y los de la ciudad de Ofunato. El rompeolas de Kamaishi fue diseñado parauna ola de 5,6 metros, pero la ola medida por GPS en 2011 fue de 6,7 m,y por lo tanto, no fue capaz de frenarla aunque sí de debilitarla. Se estimaque la altura de la ola se redujo en la costa de 13,7 a 8 m y la altura derun-up de 20 a 10 m. Otro de los aspectos beneficiosos de este rompeolases que, debido a su destrucción paulatina, la ola del tsunami se retrasó ochominutos.

Figura 7: Rompeolas de protección contra los tsunamis de 63 metrosde profundidad (obtuvo el récord de rompeolas más profundo delmundo). Fuente: (Japan Probe, http://www.japanprobe.com)


- Japón había invertido el equivalente a decenas de miles de millones deeuros en la construcción de muros terrestres de contención de tsunamis dehasta 12 m de alto, y el cuarenta por ciento de sus costas contaban con al-gún tipo de pared de protección. Desafortunadamente, el tsunami pasó porencima de alguna de ellas y destrozó otras. Los muros de contención, quehabían logrado frenar anteriores tsunamis más pequeños, resultaron inefi-caces para un tsunami de estas características, en parte, por defectos en sudiseño. Además, se pudo comprobar que la existencia de estas estructuraspuede llegar a relajar a la población, dándole una sensación de seguridadque hace descuidar otras medidas de precaución.

- También existían puertas para cerrar la desembocadura de un río encaso de tsunami pero no funcionaron en 2011 debido a la gran altura de lasolas. Además, muchos bomberos murieron mientras cerraban estas puertas,así como las puertas de los muros anti-tsunamis.

- Por otro lado, se habían plantado bosques cerca del litoral para frenarel avance del tsunami. En este estudio se concluye que estos bosques decontrol son ineficaces para tsunamis de las características del de 2011 yque incluso pueden causar un daño mayor cuando son llevados por el agua.En general, se puede decir, que sólo sirven para olas de hasta cinco metrosde altura.

- También los edificios de evacuación vertical y refugios fallaron debidoa las inesperadas altura y run-up del tsunami. Un caso esclarecedor ocurrióen un área de la localidad de Kamaishi. Allí se había realizado un simu-lacro de tsunami una semana antes del terremoto de Tohoku. En este seseleccionó como refugio un edificio de dos plantas fuera del área esperadade inundación. No se eligió otro edificio en una zona más alta debido a queel primero era más accesible para las personas mayores. De este modo, el11 de marzo, muchos de los habitantes eligieron este refugio para salvarsedel tsunami, pero debido a la inesperada extensión del mismo, 54 perso-nas murieron en este edificio. Sin embargo, 580 estudiantes y profesores sesalvaron, puesto que salieron del colegio en busca de zonas más altas, auncuando el colegio estaba en una zona donde no se esperaba que llegara elagua.

Como conclusión, con el fin de reducir futuras catástrofes, no solo hayque mejorar el diseño de las medidas que fallaron e incidir en aquellasque fueron más efectivas, sino que también hay que realizar un mayoresfuerzo en la mejora de otro tipo de medidas, como son: la planificaciónurbanística, planes de evacuación y educación de la población, por ejemplo,con simulacros o con la construcción de monumentos e infraestructuraurbana que recuerde tsunamis pasados junto con sus características (hastadónde llegó el agua, altura de la ola, etc.).

Por otra parte, la simulación numérica de la propagación de tsunamises una gran herramienta para prepararse frente a los que pueden llegar en


el futuro. Para ello, es necesario tener información de la batimetría10, laslíneas de costa, y la topografía del interior. Las simulaciones han mejoradomucho en las últimas décadas, pero aunque puede estimarse de forma máso menos aproximada la propagación del tsunami hasta la costa y la alturade la ola al llegar a esta, la simulación de la inundación en el interior estodavía muy problemática, especialmente en las áreas urbanas. Por ello, lascampañas después de un tsunami para conocer el patrón de inundacionesson vitales para mejorar los modelos de inundación.

Tsunamis por deslizamientos

Ya hemos mencionado que los deslizamientos constituyen la segundacausa más frecuente del origen de un tsunami. Quizá el ejemplo másllamativo y claro de este tipo sea el tsunami ocurrido en la bahía Lituya(Alaska) en 1958. El 9 de julio de este año un terremoto de magnitud 8,3provocó un deslizamiento de tierra que supuso la caída de 30 millones demetros cúbicos de rocas y hielo del glaciar Lituya a un fiordo, conocidocomo la bahía Lituya, a unas trece millas del epicentro del terremoto.Debido a la forma tan cerrada de esta bahía, de 15 km por 3 km, seprodujo un gran tsunami con olas de entre 30 y 90 metros de altura quellegaron a destruir los árboles de la costa opuesta a la avalancha y quese situaban a una altitud de 520 metros, siendo esta la máxima altura derun-up alcanzada en la historia. No obstante, los efectos de este tsunamiestuvieron localizados en una zona muy reducida.

Otro de los ejemplos más llamativos de este tipo es el tsunami ocurridoen la presa de Vajont en el monte Toc, 100 km al norte de Venecia (figura 8).El 9 de octubre de 1963 un enorme deslizamiento de tierra hizo caer rocas,tierra y árboles a la presa. El desplazamiento de agua resultante hizo queesta sobrepasara la presa con una ola de tsunami de 250 m. La inundacióndestruyó varios pueblos río abajo matando a casi dos mil personas.

Otros casos menos claros son los tsunamis causados por deslizamientosde tierra submarinos. El 17 de julio de 1998 tuvo lugar un terremoto demagnitud 7 cerca de la región costera de Papúa Nueva Guinea, a 25 kiló-metros de la costa cerca de Aitape, entre la placa australiana y del Pacífico.Este terremoto provocó un tsunami que causó más de 2 200 víctimas, 9 000heridos y 500 desaparecidos.

Veinte minutos después de sentir el terremoto, una sucesión de tres olasgolpearon la costa de Aitape. Algunos testigos vieron retroceder el marpor debajo del nivel de la bajamar y posteriormente acercarse la primeraola. El tsunami afectó principalmente a un sector de 14 km de costa, dondela altura de ola fue de diez o más metros y todas las construcciones amenos de 400-500 metros de la orilla fueron destruidas. Después de realizar

10Orografía del fondo oceánico.


distintas campañas marinas (batimétricas, sísmicas, análisis de muestras desedimentos y rocas del fondo marino, etc.), se piensa que el tsunami fuedebido a un colapso de una porción de cinco por cinco kilómetros y 740metros de espesor de sedimentos marinos situados 25 km mar adentro dela laguna de Sissano (Tappin et al., 2001). Esto corrobora la idea de que noes necesaria una gran zona de falla para producir un tsunami.

Figura 8: La presa del Vajont, Italia. Fuente: Foto de EmanuelePaolini. Licencia bajo dominio público de Wikimedia Commons.


Krakatoa y Thera. Tsunamis con origen volcánico

Tampoco es extraña la generación de un tsunami a causa de la erupciónde un volcán. Quizá los dos casos más conocidos son los producidos endos islas: Krakatoa y Thera (actual Santorini).

La erupción del volcán Krakatoa, situado en la isla del mismo nombreentre Sumatra y Java (Estrecho de Sunda) en Indonesia, tuvo lugar entrelos días 26 y 27 de agosto de 1883. La erupción finalizó cuando dos terciosdel volcán colapsaron, acompañados de enormes explosiones, destruyendola mayor parte de la isla y su archipiélago circundante. Cada una de lasexplosiones estuvo acompañada de un tsunami. El evento tuvo al menos36 000 víctimas debidas al volcán y al tsunami que generó la erupción(aunque otras fuentes sugieren que pudo haber muchos más). La detonaciónde la última explosión es probablemente el sonido más fuerte escuchadoen la historia moderna (se escuchó hasta a una distancia de 4 800 km delvolcán).

Se cree que los tsunamis se generaron debido a los enormes flujos pi-roclásticos que entraron en el mar por el colapso gravitacional de las co-lumnas eruptivas. La ciudad de Merak (noroeste de Java) fue destruida porun tsunami de 46 metros. La erupción ocurrida los días 26 y 27 de agostoconsistió en varias explosiones submarinas. Las tres primeras originarongrandes olas de hasta cien metros de altura pero que, debido a su pequeñalongitud de onda y periodo, disminuyeron rápidamente a medida que sepropagaban. Fue la cuarta colosal explosión, acompañada del colapso degran parte de la caldera la que generó la mayor ola de tsunami. Los efectosde esta ola en las proximidades del volcán fueron devastadores, destru-yendo 295 ciudades y pueblos. Una hora después de esta erupción las olasalcanzaban alturas de 37 metros. Dos horas y media después de la erupciónlas olas llegaron a Jakarta, donde existía un mareógrafo que registró olas de2,4 metros de altura. La ola también alcanzó emplazamientos lejanos, perocon alturas insignificantes. Así fue observada en Port Blair (Andaman Sea),Port Elizabeth (Suráfrica), Australia o Nueva Zelanda. También se obser-varon pequeñas olas en distintas zonas del Océano Pacífico y Atlántico,incluso en puntos tan alejados como el Canal de la Mancha. Probablemen-te estas olas fueron causadas por el acoplamiento con el mar de la enormeonda de presión que produjo la detonación de la explosión principal y nopor el tsunami generado por el desplazamiento de la masa de agua en elEstrecho de Sunda (Pararas-Carayannis, 2003).

Mucho más difícil de estudiar es el tsunami que generó el volcán deThera. Durante la Edad de Bronce, hacia 1500 a. C., la isla de Santorinien el mar Egeo sufrió una de las mayores erupciones volcánicas de la his-toria11, llamada la erupción Minoica. Esta produjo una enorme explosión

11Se estima que el volumen expulsado en la erupción fue equivalente a unos 60 km3 deroca densa, cercano a los 100 km3 del volcán Tambora (Indonesia, 1815), la mayor erupción


que destruyó la isla y una expulsión de cenizas que actualmente puedenencontrarse entre los estratos de muchas de las islas del mar Egeo. Presu-miblemente, también generó un gran tsunami.

El problema es que ningún relato de testigos ha llegado a la actualidad.La reconstrucción del tsunami está basada en la geología marina y terrestre(restos de cenizas y de depósitos de tsunamis), geoquímica y arqueología,en combinación con alusiones incompletas en anales y leyendas escritasconsiderablemente más tarde. Un aspecto que complica todavía más su es-tudio es que la erupción no consistió en un único evento, sino que la ex-plosión del volcán y la formación de la caldera completaron la fase activadel volcán que duró decenas o cientos de años. Por lo tanto, es muy posibleque existieran distintos episodios de expulsión de cenizas así como variostsunamis.

En el catálogo de tsunamis del Mediterráneo, Sergey L. Soloviev y suscolaboradores describen cómo el sismólogo francés Fernand de Montes-sus de Ballore, a principios del siglo XX, sugirió que la destrucción dela civilización minoica fue causada por una serie de fuertes terremotos yolas de tsunami devastadoras. En los años treinta el director del Museo Ar-queológico Nacional de Atenas, Spyridon Marinatos, confirmó la hipótesisde que los puertos más importantes de Creta y toda la cultura minoica sedestruyeron por el gran tsunami originado por la explosión del volcán deSantorini. Además, información encontrada en papiros de la XVIII dinastíade los faraones (1580-1350 a. C.) ha hecho suponer que el tsunami llegó aEgipto. Antonopoulos supone que en el éxodo de los israelitas de Egipto(presumiblemente en 1495 a. C.), la retirada del mar descrita en la Bibliarefleja la llegada de este tsunami.

La idea de una ola catastrófica que destruyó la civilización minoica yque afectó a todo el Mediterráneo occidental sigue presente en muchas pu-blicaciones de divulgación actuales. Sin embargo, distintos estudios cientí-ficos ponen esta teoría en duda. Por citar un ejemplo, Dale Dominey-Howes(2004) después de una investigación geológica de depósitos de tsunami en41 emplazamientos costeros de las islas de Creta y de Kos (Grecia) con-cluye que no existen evidencias para afirmar que el tsunami se propagó demodo general por toda la costa este del Mediterráneo, aunque sí que existenalgunas pruebas de que hubo una inundación localizada en zonas cercanas.Por otro lado, hay serias discordancias entre las dataciones del volcán ytsunami por medio de la técnica de 14C y por medio de métodos arqueo-lógicos tradicionales (Bruins et al., 2009; Friedrich et al., 2006). Tampocoexisten pruebas concluyentes de que el tsunami produjera víctimas.

conocida en la historia y muy superior a los 21 km3 expulsados por el Krakatoa. (Bruins etal., 2009)


Tsunamis en las costas españolas

El terremoto de Lisboa

De lo que hoy conocemos, el tsunami más importante que ha afectado aEspaña ha sido el causado por el denominado terremoto de Lisboa de 1755.Este terremoto tuvo lugar el 1 de noviembre (día de Todos los Santos) conuna magnitud estimada de 8,5 y se llamó así porque fue en Lisboa dondeocasionó un mayor número de daños, a pesar de que su epicentro estuvosituado en el Océano Atlántico, varios cientos de kilómetros al suroestedel Cabo de San Vicente (Portugal), en la falla Azores-Gibraltar, dondecolisionan las placas Africana y Euroasiática. El terremoto fue sentido en latotalidad de la Península Ibérica así como en algunos otros lugares del restode Europa occidental y originó un tsunami con más víctimas que el propioterremoto. La gran incidencia social que tuvo este acontecimiento produjoun notable avance en el conocimiento de los terremotos y sus efectos. En lafigura 9 se presenta un grabado realizado en la época, mostrando las ruinasde la ciudad en llamas y un maremoto arrollando los barcos del puerto.

Figura 9: Grabado del terremoto de Lisboa de 1755 realizado en laépoca. Original en: Museu da Cidade, Lisboa.


Es difícil de precisar el número de víctimas que causó este tsunami.Según Martínez Solares (2001), en Portugal podría haber habido unas docemil causadas por el temblor, el incendio en Lisboa y el maremoto. EnEspaña la mayor parte murió por el tsunami (Martínez Solares menciona1 214 ahogados). En Marruecos las fuentes son tan contradictorias que escomplicado estimar el número.

Existen documentos que describen la aparición de olas de 10-15 m en elCabo de San Vicente y a lo largo del Golfo de Cádiz. En Lisboa se estimaque el número de víctimas debidas al tsunami es de unas 900. También haydescritos efectos del tsunami en Madeira, Cádiz y Cornwall (Gran Bretaña)(Baptista y Miranda, 2009).

¿Ha habido otros tsunamis como el de 1755?

Es posible que la Península Ibérica haya sufrido tsunamis similaresal de 1755. Sin embargo, no tenemos la certeza de que esto haya sidoasí. Con el fin de buscar casos en tiempos prehistóricos se han realizadodiversos estudios geológicos que sugieren la existencia de cinco tsunamisimportantes en el suroeste de la Península Ibérica anteriores a 1755, elmás antiguo de los cuales habría tenido lugar hace unos siete mil años(Lario et al., 2011). En tiempos históricos, la primera referencia de loscatálogos sísmicos de un evento que pudo haber causado un tsunami enCádiz se sitúa a mediados del s. III a. C., pero la base histórica no es muysólida. La información de terremotos y tsunamis ocurridos en estos años noprocede de personas contemporáneas al evento, sino de historiadores queescribieron a partir del siglo XVI, como Florián de Ocampo (1499-1558),cronista de Carlos I, que hacen referencia a uno u otro terremoto con pocomás de una frase y sin aportar más pruebas, por lo que la precisión de estosdatos es cuestionable. No obstante, los catálogos citan otros tsunamis máso menos fiables ocurridos en la época prerromana y romana (218-216 a.C., 211-209 a. C., 60 a. C. y 382). Además de la información histórica,distintos investigadores han encontrado diversas pruebas geológicas en losestuarios del suroeste de España de la existencia de un tsunami que afectóviolentamente a la costa de Huelva y Cádiz en el periodo 218 - 209 a. C.de forma comparable al de 1755 (Ruiz et al., 2013).

Ya en la época musulmana, el 26 de mayo del año 881 hubo un impor-tante terremoto al sur de España y Portugal recogido por cronistas árabesque indican que “el mar se retrajo y apartó de las costas y desaparecie-ron islas y escollos en el mar”. Más adelante, en 1531 un tsunami afectóprincipalmente a Lisboa y, según Morales et al. (2008), existen indiciosgeológicos de que también pudo afectar a Huelva y a Cádiz; y en 1722 untsunami inundó apreciablemente la costa de la ciudad de Tavira, en el surde Portugal.


Figura 10: Terremotos y erupciones volcánicas que han producidotsunamis en las costas españolas. El color indica la magnitud deltsunami. El rojo corresponde a los tsunamis más severos y el verdea los más suaves. Los círculos semitransparentes corresponden atsunamis dudosos.


Con mucha más base histórica, en la revisión del catálogo portuguésde tsunamis de Baptista y Miranda (2009) se encuentra el terremoto de1761, cuyas fuentes proceden de periódicos y encuestas realizadas enla época y que es posible que tuviera una magnitud comparable al de1755, pero cuyo epicentro estuvo cientos de kilómetros más alejado dela costa que aquel. Este terremoto vino seguido de un tsunami que no solofue observado en poblaciones cercanas al área epicentral como Lisboa,Ayamonte, Puerto de Santa María y Cádiz, sino también en otros lugaresmás alejados como las islas de Funchal y Terceira (Azores), el sur deIrlanda y Gran Bretaña. Incluso variaciones en el nivel del mar en Barbadosson atribuidas a este evento. Según la base de datos de tsunamis históricosdel Servicio Oceanográfico y Atmosférico de los EEUU (NOAA), la alturade la ola superó el metro en muchos de estos emplazamientos.

También cabe destacar el terremoto ocurrido en 1969 de magnitud 8,0con epicentro muy cercano al de 1755 que, sin embargo, sólo originó unpequeño tsunami cuya amplitud máxima registrada fue de sesenta centí-metros en Casablanca (Marruecos), pero que también se registró en losmareógrafos de Portugal, incluida la isla de Faial (Azores), en Cádiz y enlas islas Canarias.

Otros tsunamis en España

La falla de Azores-Gibraltar no es la única zona tsunamigénica queafecta a las costas españolas (figura 10). Parece que el primer tsunami delque tenemos noticia en la costa española del Mediterráneo es el observadoen Málaga en el año 365. Este caso es especialmente interesante, puesto quela fuente del tsunami es un gran terremoto con epicentro cerca de la islade Creta y que, además de a esta isla, afectó severamente al Peloponeso,Península de Anatolia, norte del mar Adriático, Sicilia y Libia (Soloviev etal., 2000).

A pesar de esto, la fuente principal de los tsunamis que afectan a la costaespañola del Mediterráneo está en el norte de Marruecos y Argelia y en elmar de Alborán. Debido a terremotos producidos en esta zona, España haexperimentado pequeños tsunamis con cierta periodicidad (en 1790, 1804,1954, 1980 y 2003). Probablemente, de todos estos, el que más daños causóen España fue el ocurrido el 21 de mayo de 2003 por un terremoto en lacosta argelina de magnitud 6,8. Este tsunami alcanzó las Islas Balearescon olas que superaban el metro de altura, produciendo daños importantesen las embarcaciones amarradas a los puertos, especialmente en Mahón.Este evento fue registrado en los mareógrafos de toda la costa española delMediterráneo (figura 11): Barcelona (20 cm), Valencia (30 cm), Alicante(10 cm), puerto de Alicante (40 cm), Málaga (10 cm), Almería (10 cm),Sant Antoni (Ibiza) (1,1 metro), Ibiza (50 cm) y Palma de Mallorca (70cm).


Figura 11: Alcance del Tsunami de 2003. La estrella representa elterremoto de magnitud 6,8. Los cuadrados naranja los mareógrafosque registraron perturbaciones del nivel del mar mayores de 10 cm,en rojo aquellos que registraron perturbaciones del nivel del mar demás de medio metro.


Tanto el tsunami de 1954 como el de 1980 fueron precedidos por terre-motos situados en tierra cerca de la costa argelina, próximos a la ciudad deChlef (antes llamada El Asnam y Orléansville), de magnitudes 6,8 y 7,3respectivamente. El primero fue registrado por los mareógrafos de Ceuta,Alicante y Málaga con una altura de ola máxima de 33 centímetros y elsegundo por los de Alicante, Almería, Málaga y Cartagena con una alturamáxima de 70 centímetros en Cartagena. El tsunami de 1954 se piensa quefue producido por un deslizamiento submarino provocado por el terremoto,puesto que se cortaron cables submarinos de teléfono lejos de la costa. Alde 1980 también se le ha atribuido la misma causa, sin embargo, un estudioreciente simula el tsunami de 1980 numéricamente y apunta a que este tuvouna causa estrictamente sísmica (Roger et al., 2011).

Por otro lado, en las islas Canarias, existe el peligro de tsunamis conorigen volcánico. A pesar de ello, el único caso conocido en la épocahistórica, en el que podría haberse generado un tsunami de este tipo, fueen la erupción del Volcán de Arenas Negras en Tenerife. En esta ocasiónla lava desprendida por el volcán llegó al puerto de Garachico, ganándoleterreno al mar y destruyendo el puerto, y esta pudo ser la causa de unaposterior inundación descrita en Zurcher y Margolle (1885).

Por último, también se dan en España tsunamis cuyo origen está enfenómenos meteorológicos, también conocidos como meteotsunamis. Per-turbaciones de la presión atmosférica pueden crear olas en mar abierto, lascuales se amplifican al llegar a tierra por la disminución de la profundidady por la resonancia debida a la forma de la costa. Este fenómeno se haobservado en bahías y puertos de las costas valencianas, catalanas y de lasIslas Baleares y se conoce localmente como “rissaga”. En concreto, sonfrecuentes las “rissagas” del Puerto de Ciutadella (Menorca), donde el 15de junio de 2006 se observaron olas de 4-5 metros, hundiendo más de 35embarcaciones y dañando cerca de un centenar. En un estudio publicado en2008, Ivica Vilibic y sus colaboradores simulan numéricamente este eventocon el fin de conocer en detalle la perturbación atmosférica que causó elmismo.

Conclusiones

Después de este recorrido por algunos de los tsunamis más conocidos,quedan patentes algunos puntos a tener en cuenta. Hemos visto que lostsunamis no tienen una única causa. Los terremotos son la causa más fre-cuente, pero los deslizamientos de tierra han producido macro-tsunamis dealcance local, incluso en embalses. Por otro lado, terremotos de magnitudmoderada han disparado deslizamientos de tierra submarinos, los cualeshan generado tsunamis mayores de los esperados. También los volcaneshan ocasionado importantes tsunamis a lo largo de la historia.

Quizá la medida más efectiva para protegernos de los tsunamis es el


conocimiento de este fenómeno. Si estamos cerca de la costa y sentimosun terremoto, lo mejor que podemos hacer es huir hacia zonas altas. Porsupuesto, si observamos que el mar se retira, el riesgo de tsunami es in-minente. Muchas personas han muerto por la curiosidad que este hechoha despertado o por acudir a la orilla a recoger los peces que allí se en-contraban muertos. Un tsunami no consiste en una única ola, otras puedenseguir a la primera horas después y ser incluso más destructoras. Tambiénpodemos vernos afectados por un tsunami causado por un terremoto a mi-les de kilómetros de distancia. En ese caso, hoy en día es probable quelas agencias de alerta de tsunamis nos hayan avisado de este riesgo y este-mos prevenidos. Las medidas físicas para luchar contra los tsunamis comopueden ser: muros y edificios de evacuación, pueden ayudar a mitigar elriesgo, pero no son infalibles. Estas medidas tienen muchas limitacionesante tsunamis extraordinariamente feroces.

Otras dos herramientas fundamentales para luchar contra los tsunamisson el estudio de tsunamis pasados y las simulaciones numéricas. Aunquehemos visto que el estudio de antiguos tsunamis presenta serias dificulta-des, esta información es crucial para conocer el peligro al que está sujetocada zona, prever el comportamiento de la inundación y apoyar la simula-ción numérica de tsunamis.

Por último están los centros de alerta, encargados de prever la ocurren-cia de un tsunami (normalmente tras la detección de un terremoto tsuna-migénico) y avisar a las autoridades antes de que las primeras olas lleguena la costa. El primero en entrar en funcionamiento fue el que vigilaba elOcéano Pacífico y el Caribe (PTWC), pero tras el tsunami de 2004 se ace-leró la creación de centros de alerta de tsunamis para el Océano Índico,que ya están en funcionamiento, y para la región noroccidental del OcéanoAtlántico y el Mar Mediterráneo (NEAMTWS12). En España, desde 2013,el Instituto Geográfico Nacional junto con la ayuda de otras instituciones,es el encargado de la implementación de una Red Nacional de Alerta deTsunamis.

Agradecimientos. Vanesa Gutiérrez, Javier Cantavella y Juan Cantavellahan ayudado a mejorar el manuscrito inicial.

Referencias

Baptista, M. A., J. M. Miranda (2009). Revision of the Portuguese catalogof tsunamis. Natural Hazards and Earth System Science, (1932), 25-42.

Bondevik, S. (2008). The sands of tsunami time. Nature, 455, 1183-1184.12North-Eastern Atlantic and Mediterranean Tsunami Warning System.


Bruins, H. J., J. van der Plicht, J. A. Macgillivray (2009). The MinoianSantorini eruption and tsunami deposits in Palaikastro (Crete): Da-ting by Geology, Archaelogy and Egyptian Chronology. Radiocar-bon, 51(2), 397-411.

Friedrich, W. L., B. Kromer, M. Friedrich, J. Heinemeier, T. Pfeiffer, S.Talamo (2006). Santorini eruption radiocarbon dated to 1627–1600B. C. Science, 312, 548.

Lario, J., C. Zazo, J. L. Goy, P. G. Silva, T. Bardaji, A. Cabero y C.J. Dabrio (2011). Holocene palaeotsunami catalogue of SW Iberia.Quaternary International, 242(1), 196-200.

Martínez Solares, J. M. (2001). Los efectos en España del terremotode Lisboa. Monografía número 19. Instituto Geográfico Nacional.Madrid. pp.756.

Morales, J. A., J. Borrego, E. G. San Miguel, N. Lopez-Gonzalez, B.Carro (2008). Sedimentary record of recent tsunamis in the HuelvaEstuary (southwestern Spain). Quaternary Science Reviews, vol. 27,no. 7-8, p. 734-746.

Mori, N., T. Takahashi, T. Yasuda, and H. Yanagisawa (2011). Survey of2011 Tohoku earthquake tsunami inundation and run-up. Geophysi-cal Research Letters, 38(7).

NOAA. Global Historical Tsunami Database (http://www.ngdc.noaa.gov/hazard/tsu_db.shtml. ). Última consulta en septiembre de2014.

Pararas-Carayannis, G. (2003). Near and far-field effects of tsunamis ge-nerated by the paroxysmal eruptions, explosions, caldera collapsesand massive slope failures of the Krakatau volcano in Indonesia onaugust 26-27, 1883. Science of Tsunami Hazards, 21(4), 191-211.

Roger, M. J., H. Hébert, J.C. Ruegg, and P. Briole (2011). The El Asnam1980 October 10 inland earthquake: a new hypothesis of tsunamigeneration. Geophysical Journal International, 185(3), 1135-1146.

Ruiz, F., M. Abad, J. Rodríguez-Vidal, L. M. Cáceres, M. I. Carretero, M.Pozo, F. Gómez-Toscano, T. Izquierdo, and E. Font (2013). Morpho-sedimentary evidence of holocene tsunamis in the southwestern Spa-nish estuaries: A summary. VIII Reunión de Cuaternario Ibérico, LaRinconada, Sevilla, pp. 145-149.

Soloviev S. L, O.N. Solovieva, C. N. Go, H. R. Kim, N. A. Schetnikov(2000). Tsunamis in the Mediterranean Sea, 2000 B.C. - 2000 A.D.Advances in Natural and Technological Hazards Research. KluwerAcademic Publishers, Dordrecht/Boston/London, 237 pp.

436

Suppasri, A., N. Shuto, F. Imamura, S. Koshimura, E. Mas, and A. C. Yal-ciner (2013). Lessons learned from the 2011 great east Japan tsuna-mi: Performance of tsunami countermeasures, coastal buildings, andtsunami evacuation in Japan. Pure and Applied Geophysics, 170(6-8).

Tappin, D. R., P. Watts, G. M. Mcmurtry, T. Matsumoto (2001). Offshoreevidence on the source of the 1998 Papua New Guinea tsunami: Asediment slump. International Tsunami Symposium. 7-10 de agostode 2001, Seattle, Washington, EEUU, pp. 381-388.

Titov, V., A. B. Rabinovich, H. O. Mofjeld, R. E. Thomson, F. I. González(2005). The global reach of the 26 December 2004 Sumatra tsunami.Science, 309 (5743), 2045-8.

Vilibic, I., S. Monserrat, A. Rabinovich, and H. Mihanovic (2009). Nu-merical Modelling of the Destructive Meteotsunami of 15 June,2006 on the Coast of the Balearic Islands. Pure and Applied Geophy-sics, 165(11-12), 2169-2195.

Zurcher, Margollé (1885). Volcanes y terremotos (Versión en español).Biblioteca de maravillas, Barcelona. 335 páginas.

la sorprendente fuerza del agua: los tsunamis juan v

Documents